Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2022, T. 506, № 1, стр. 14-21

Нижнеордовикский островодужный комплекс Северного Казахстана: обоснование возраста и особенности состава

А. А. Третьяков 1*, академик РАН К. Е. Дегтярев 1

1 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия

* E-mail: degtkir@mail.ru

Поступила в редакцию 16.05.2022
После доработки 01.06.2022
Принята к публикации 06.06.2022

Полный текст (PDF)

Аннотация

На северо-востоке Шатского массива в Северном Казахстане изучен комплекс рассланцованных вулканогенных и туфогенных пород базальтового и риолитового состава, выделяемых в даутскую свиту. Проведено U–Pb (SIMS)-геохронологическое изучение кислых вулканитов верхов ее разреза, для которых впервые получена раннеордовикская (477 ± 2 млн лет) оценка возраста. Особенности состава эффузивов и туфов базальтового и риолитового состава свидетельствуют об их формировании в надсубдукционной обстановке в пределах вулканической островной дуги.

Ключевые слова: островодужные вулканиты, Северный Казахстан, циркон, ранний ордовик

Характерной чертой большинства кембрийских и ордовикских вулканогенных и вулканогенно-осадочных комплексов, широко распространенных в палеозоидах Казахстана, является отсутствие в них метаморфических преобразований. В то же время различная степень метаморфизма традиционно являлась признаком докембрийских вулканогенно-осадочных толщ, наиболее полно представленных в пределах Улутауского и Актау-Моинтинского докембрийских массивов [5, 8]. В Северном Казахстане метаморфизованные вулканогенно-осадочные толщи встречаются на севере Кокчетавского (иманбурлукская свита) и Шатского (даутская свита) докембрийских массивов, где традиционно относились к верхнему докембрию [1, 4]. В разрезе даутской свиты ранее отмечалось присутствие высокоглиноземистых базальтов, характерных для надсубдукционных комплексов, вулканитов и туфов кислого состава [1]. Предполагаемый позднедокембрийский возраст и особенности состава пород даутской свиты позволяли относить ее к комплексам одноименной неопротерозойской островной дуги. В некоторых моделях с субдукцией утоненной континентальной коры под эту дугу связывался раннекембрийский высоко- и ультравысокобарический метаморфизм, широко проявленный в северной части Кокчетавского докембрийского массива [7]. Однако геохронологические данные о возрасте метаморфизованных вулканогенных и туфогенных пород даутской свиты до настоящего времени отсутствуют, что лишает достоверности многие реконструкции раннепалеозойской эволюции Кокчетавского массива и его обрамления. Поэтому задачей настоящей работы являлось получение первых U–Pb-оценок возраста пород даутской свиты, изучение особенностей их состава и выявление значения полученных результатов для более полного понимания раннепалеозойской эволюции структур Северного Казахстана.

Метаморфизованные вулканические образования даутской свиты обнажены на северо-востоке Шатского массива к северу от Степнякской зоны вблизи границы с мезозойско-кайнозойскими осадочными толщами чехла Западно-Сибирской плиты. В этом районе даутская свита обнажена по долинам рек Карашат, Шат и правому притоку р. Ащису (рис. 1б). Наиболее полный разрез свиты вскрывается в нижнем течении р. Карашат к югу от пос. Ленинградское. Низы разреза свиты сложены рассланцованными плагиоклазовыми базальтами и кристаллокластическими туфами основного состава, среди которых встречаются редкие потоки риолитов и прослои кристаллокластических туфов кислого состава. Базальты сохраняют реликтовую порфировую структуру с вкрапленниками плагиоклаза (лабрадор), которые погружены в мелкозернистый гранобластовый агрегат основной массы, сложенный плагиоклазом, клионоцоизитом, актинолитом, хлоритом. В строении верхней части свиты преобладают рассланцованные риолиты с реликтовой порфировой структурой. Вкрапленники в них представлены кварцем, плагиоклазом (альбит, альбит-олигоклаз) и щелочным полевым шпатом, содержания которых изменяются в широких пределах. Основная масса образована мелкозернистым лепидогранобластовым агрегатом кварца, полевого шпата, серицита, биотита и хлорита, циркона, апатита и сфена. В разрезе эффузивы чередуются с лито-, кристалло- и витрокристаллокластическими туфами кислого состава, содержащими обломки кварца, каолинитизированного вулканического стекла, а также с фельзитами. Завершает разрез пачка тонко расслацованных филлитов. Породы  даутской свиты, особенно в верхней части, неравномерно деформированы, поэтому ее мощность может быть оценена лишь приблизительно в 1000–1200 м.

Рис. 1.

а. Схема геологического строения восточного обрамления Кокчетавского массива (Северный Казахстан). 1 – кайнозойские отложения; 2 – терригенные и вулканогенно-осадочные толщи среднего и верхнего палеозоя; 3–5 – комплексы Степнякской зоны: 3 – вулканогенно-осадочные толщи среднего и верхнего ордовика; 4 –кремнисто-терригенные толщи нижнего и среднего ордовика; 5 – внутриплитные кислые вулканиты нижнего ордовика (свита тассу); 6 – базальт-риолитовая даутская свита нижнего ордовика; 7 – докембрийские и кембрийские комплексы Кокчетавского массива и его обрамления; 8 – ранне-среднепалеозойские гранитоиды. I – Кокчетавский массив; II – Шатский массив; III – Степнякская зона. б. Схема геологического строения бассейнов рек Шат и Ащису (северо-восток Шатского массива). 1 – кайнозойские отложения; 2 – терригенные (а) и вулканогенные (б) толщи среднего-верхнего ордовика; 3 – кремнистые породы (а) и кислые вулканиты (б) нижнего ордовика; 4 – даутская свита: рассланцованные риолиты и туфы кислого состава (а), рассланцованные базальты и их туфы (б); 5 – кварциты и кварцито-сланцы кокчетавской свиты неопротерозоя; 6 – силурийские и раннедевонские граниты; 7 – позднеордовикские гранодиориты, диориты и габбро-диориты; 7 – разрывные нарушения; 8 – место отбора пробы для U–Th–Pb-геохронологических исследований и ее номер.

Органические остатки в породах даутской свиты отсутствуют, поэтому для установления ее возраста были проведены U–Th–Pb-геохронологические исследования акцессорного циркона. Для этого была использована проба Z-1807 (54°28′38.9″ с.ш.; 71°35′43.8″ в.д.), отобранная из риолитовых туфов верхней части даутской свиты (рис. 1б).

Выделение циркона из риолитов проводилось по стандартной методике с использованием тяжелых жидкостей. Зерна циркона были имплантированы в эпоксидную смолу вместе с зернами стандартных цирконов TEMORA и 91 500, а далее сошлифованы приблизительно на половину их толщины и приполированы. Для выбора участков зерен циркона для локальных геохронологических исследований использовались микрофотографии, выполненные на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режимах вторичных электронов и катодолюминесценции.

U–Pb (SIMS)-геохронологические исследования цирконов выполнены на вторично-ионном микрозонде SHRIMP-II в Центре изотопных исследований ВСЕГЕИ. Измерения изотопных отношений U и Pb проводились по традиционной методике, описанной в [16]. Интенсивность первичного пучка молекулярных отрицательно заряженных ионов кислорода составляла ~2.5–4 нА, диаметр пятна (кратера) – ~15 × 10 мкм. Полученные данные обрабатывались с помощью программ SQUID [12] и ISOPLOT [11].

Акцессорный циркон из риолитов представлен в основном идиоморфными кристаллами призматического и дипирамидального габитуса размером 150–250 мкм, с коэффициентом удлинения от 2 до 3. Кристаллы характеризуются хорошо проявленной магматической зональностью (рис. 2).

Рис. 2.

Микрофотографии кристаллов акцессорного циркона из риолитов дауской свиты (проба Z-1807), выполненные на сканирующем электронном микроскопе Camscan MX 2500S в режиме катодолюминесценции. Номера зерен соответствуют номерам анализов в табл. 1. Кружками обозначены участки датирования.

U–Pb-геохронологические исследования были выполнены для 21 кристалла циркона. Рассчитанный конкордатный возраст составляет 477 ± 2 млн лет (рис. 3, табл. 1), что соответствует границе тремадокского и флоского ярусов нижнего ордовика [6]. Морфологические особенности циркона указывают на его магматическое происхождение, что позволяет считать полученную оценку возраста соответствующей времени кристаллизации расплава родоначального для риолитов. Так как проба для геохронологических исследований была взята из верхней части разреза даутской свиты, можно предполагать, что время формирования всего ее разреза охватывает большую часть тремадокского яруса нижнего ордовика.

Рис. 3.

Диаграмма с конкордией для цирконов из риолитов даутской свиты, проба Z-1807.

Таблица 1.

Результаты геохронологических U–Pb-исследований циркона из пробы Z-1807

№ анализа 206Pbс % Содержание, мкг/г Изотопные отношения Rho Возраст, млн лет
206Pb* U Th 232Th/238U 207Pb*/206Pb* 206Pb*/238U 207Pb*/235U 206Pb/238U
Z1807-1.1 0.00 28.8 433 192 0.46 0.05669 ± 1.5 0.0774 ± 1.8 0.605 ± 2.3 0.76 480.6 ± 8.2
Z1807-2.1 0.00 31.6 483 217 0.46 0.05686 ± 1.5 0.0762 ± 1.8 0.598 ± 2.3 0.76 473.7 ± 8.1
Z1807-3.1 0.10 26.4 397 164 0.43 0.0549 ± 1.9 0.0773 ± 1.8 0.585 ± 2.6 0.70 480.1 ± 8.4
Z1807-4.1 0.05 46.9 717 345 0.50 0.05573 ± 1.3 0.0761 ± 1.8 0.585 ± 2.2 0.80 473 ± 8
Z1807-5.1 0.00 39.9 606 225 0.38 0.05635 ± 1.3 0.0766 ± 1.8 0.595 ± 2.2 0.80 475.8 ± 8.1
Z1807-6.1 0.00 58.3 882 463 0.54 0.0563 ± 1.1 0.077 ± 1.7 0.598 ± 2.1 0.84 478.1 ± 8
Z1807-7.1 1.92 66.2 876 713 0.84 0.057 ± 23 0.0757 ± 2 0.59 ± 23 0.09 470.2 ± 9.3
Z1807-8.1 0.00 35.2 526 218 0.43 0.0562 ± 1.4 0.0778 ± 1.8 0.603 ± 2.3 0.78 483.2 ± 8.2
Z1807-9.1 0.16 48.9 740 407 0.57 0.05522 ± 1.7 0.0768 ± 1.7 0.585 ± 2.4 0.71 476.9 ± 8
Z1807-10.1 0.06 40.8 626 281 0.46 0.05599 ± 1.4 0.0758 ± 1.8 0.585 ± 2.3 0.78 470.7 ± 8
Z1807-11.1 0.00 42.2 638 204 0.33 0.0568 ± 1.8 0.0769 ± 1.7 0.602 ± 2.5 0.69 477.8 ± 8
Z1807-12.1 0.18 41.3 625 293 0.48 0.0553 ± 2.5 0.0768 ± 1.8 0.585 ± 3.1 0.58 476.7 ± 8.1
Z1807-13.1 0.00 67.5 1018 570 0.58 0.05645 ± 1 0.0772 ± 1.7 0.601 ± 2 0.86 479.6 ± 8
Z1807-14.1 0.15 52.7 790 404 0.53 0.05544 ± 1.7 0.0776 ± 1.7 0.593 ± 2.4 0.71 481.5 ± 8.1
Z1807-15.1 0.00 42.3 641 271 0.44 0.05691 ± 1.4 0.0768 ± 1.8 0.603 ± 2.3 0.78 477 ± 8.1
Z1807-16.1 2.30 38.1 559 282 0.52 0.0525 ± 6.4 0.0776 ± 1.8 0.562 ± 6.7 0.27 481.7 ± 8.4
Z1807-17.1 0.00 34.2 524 241 0.47 0.05748 ± 1.4 0.076 ± 1.8 0.602 ± 2.3 0.78 472 ± 8
Z1807-18.1 0.17 46.2 701 275 0.41 0.0552 ± 2 0.0766 ± 1.8 0.584 ± 2.6 0.67 475.9 ± 8.1
Z1807-19.1 0.05 53.6 807 408 0.52 0.05591 ± 1.2 0.0773 ± 1.7 0.596 ± 2.1 0.82 479.8 ± 8
Z1807-20.1 0.54 42.7 650 304 0.48 0.0556 ± 3 0.0761 ± 1.8 0.584 ± 3.4 0.51 472.9 ± 8
Z1807-21.1 0.05 55.5 827 426 0.53 0.05635 ± 1.3 0.078 ± 1.7 0.606 ± 2.1 0.81 484.3 ± 8.1
Z1807-22.1 0.00 43.3 654 287 0.45 0.05753 ± 1.3 0.0771 ± 1.7 0.611 ± 2.2 0.81 478.6 ± 8
Z1807-23.1 0.00 37.1 562 217 0.40 0.05634 ± 1.4 0.0768 ± 1.8 0.597 ± 2.2 0.79 477 ± 8.2
Z1807-24.1 0.00 30.8 451 229 0.52 0.05654 ± 1.5 0.0795 ± 1.8 0.619 ± 2.4 0.76 493 ± 8.5

206Pbс – обыкновенный Pb; 206Pb* – радиогенный Pb; Rho – коэффициент корреляции ошибок 207Pb/235U – 206Pb/238U. Ошибки измерений изотопных отношений даны в процентах на уровне 1σ. Номера анализов в табл. 1 соответствуют номерам зерен на рис. 2а.

Составы пород даутской свиты приведены в табл. 2. Для свита характерен контрастный базальт-риолитовый состав пород (рис. 4а). Базальты имеют высокую глиноземистость (Al2O3 17.5–19.8 мас. %) и известковистость (CaO 8.2–10.6 мас. %) при невысокой железистости (FeO*/FeO* + MgO 0.6–0.77), что определяет их принадлежность к известково-щелочной серии. Отсутствие обеднения тяжелыми РЗЭ ((Gd/Yb)n – 1.4–2) и низкие Nb/Yb (1.5–2.6), позволяет предполагать образование расплавов при частичном плавлении верхней мантии на глубинах, отвечающих генерации MORB-базальтов [13] (рис. 4г). В свою очередь высокие концентрации в базальтах таких несовместимых элементов, как Cs, Rb, Sr, Ba, Th, свидетельствуют об участии флюидизированного мантийного вещества, что характерно для продуктов надсубдукционного магматизма (рис. 4б, 4г). Кислые эффузивы соответствуют риолитам (SiO2 ~ 72.3–75.5 мас. %; Na2O + K2O – 3–7.8) известковистой и известково-щелочной (MALI – 2.3–7) серий, имеют высокую глиноземистость (ASI – 1–2) и низкую железистость (FeO*/FeO* + MgO 0.58–0.75) [9]. Для риолитов характерен дифференцированный спектр распределения РЗЭ ((La/Yb)n 7–17), обеднение Nb, Ti, Sr, что также указывает на их надсубдукционное происхождение (рис. 4б). Такое предположение подтверждается и соотношением Rb – Y + Nb, характерным для кислых пород островных дуг (рис. 4в) [14]. Широкие вариации K2O/Na2O (0.01–2.6) в риолитах и их изотопные составы Nd (εNd(T) – 3.6–0.8), tNd(DM) – 1.09–1.51) [7] позволяют предполагать участие в образовании расплавов вещества докембрийской континентальной коры, что указывает на сиалический фундамент островодужной постройки, в пределах которой происходило формирование вулканогенно-осадочных толщ даутской свиты.

Таблица 2.

Содержания породообразующих окислов (%), малых и редкоземельных элементов (г/т) в породах даутской свиты

№ п/п 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11
№ проб Z-1314 Z-1067 Z-12304 Z-1807 Z-1069 Z-1070 Z-1315 Z-9011 Z-9016 Z-9017 Z-1065
SiO2 72.62 72.34 72.84 75.53 74.94 73.61 50.56 48.40 49.15 48.55 48.21
TiO2 0.23 0.15 0.20 0.14 0.13 0.19 0.88 1.02 1.06 1.02 0.91
Al2O3 14.39 15.72 14.53 13.87 13.5 13.3 17.55 19.86 18.85 19.83 16.70
Fe2O3 1.48 1.26 0.87 1.42 1.66 2.02 3.58 4.32 4.10 4.76 6.30
FeO 0.78 0.90 1.64 0.64 1.4 0.43 6.56 5.03 6.35 5.41 5.76
MnO 0.04 0.03 0.03 0.02 0.24 0.31 0.16 0.17 0.16 0.17 0.68
MgO 0.71 1.19 1.70 0.72 1.45 0.67 5.79 5.86 5.98 5.53 3.47
CaO 3.06 0.82 0.58 0.20 0.93 0.85 10.60 10.15 9.95 8.17 9.38
K2O 1.91 3.04 0.05 2.39 2.18 5.2 0.19 0.91 0.43 0.38 0.21
Na2O 3.51 1.89 6.72 3.61 0.83 2.65 2.23 2.89 1.99 4.08 3.52
P2O5 0.07 0.03 0.06 0.04 0.024 0.044 0.14 0.10 0.10 0.13 0.20
ппп 1.12 2.52 0.60 1.35 2.57 0.7 1.02 1.18 2.32 2.02 3.99
Сумма 99.92 99.89 99.82 99.93 99.84 99.99 99.26 99.89 100.45 100.05 99.33
FeO* 2.11 2.03 2.42 1.91 2.89 2.25 9.78 8.92 10.04 9.69 11.43
K2O/Na2O 0.54 1.61 0.01 0.66 2.63 1.96 1.96 1.96 1.96 1.96 1.96
ASI 1.08 2.00 1.20 1.57 2.51 1.16 0.76 0.83 0.87 0.91 0.73
MALI 2.36 4.11 6.19 5.81 2.08 7.00 –8.18 –6.35 –7.53 –3.71 –5.65
(Na + K)Al 0.54 0.41 0.76 0.61 0.28 0.75 0.22 0.29 0.20 0.36 0.36
FeO*/FeO* + MgO 0.75 0.63 0.59 0.73 0.67 0.77 0.63 0.60 0.63 0.64 0.77
                       
Sc 3 1.7 3.9 1.3 1.7 2.5 35.3 30.8 32.4 30.4 19.1
V 19.9 5.7 10.4 8.0 3.2 15.7 291 234 277 256 187
Cr 10.6 3.8 9.6 12.3   4.4 50.5 42.2 17.5 6.4 5
Co 2.2 2.1 1.3 2.1 2.8 3.4 36.9 27.1 28.1 22.7 18.9
Ni 8.4 1.7 5.4 9.0 9.3 7.5 28.6 21.8 15.2 7.4 5.8
Cu 2.1 3.4 3.6 4.4 2.3 2.9 39.9 46.3 60.5 58.3 25.2
Ga 11.3 13.1 11.8 10.9 9.9 10.4 20 19.4 20.6 21 20.2
Rb 31.1 118 2.7 85.5 64.1 81.9 3.2 17.3 7 3.9 13.3
Sr 301 91.1 79.4 104 33.3 88.9 445 716 430 329 444
Y 10.5 10 18 8.1 12 11.7 15.8 13.9 15.8 17.2 19.7
Zr 114 104 173 79.7 110 144 14.1 26.6 20.9 21.3 34.8
Nb 5.7 5.7 7.3 7.0 7 5.8 2.3 2.2 2.1 2.9 4.2
Mo 1.2 0.38 0.25 0.47 0.52 0.53 0.24 0.5 0.66 0.22 0.13
Cs 0.47 2.1 0.12 1.4 2.8 1.6 0.08 0.74 0.38 0.11 0.34
Ba 369 477 47.5 451 249 628 67.3 130 100 76.2 315
La 22.3 29 22.7 29.1 26.2 22.4 10.7 5.3 5.8 6.8 13.6
Ce 37 48.4 46.4 48.2 44.5 37.1 26 13 13.9 16.2 30.6
Pr 3.8 4.2 5.2 4.3 4.1 3.6 3.4 1.7 1.9 2.2 3.8
Nd 12.5 13.1 18.8 13.3 13.3 11.9 15.3 8.1 9 9.8 16.5
Sm 2.1 2 3.5 2.1 2.1 1.9 3.6 2.1 2.4 2.6 3.7
Eu 0.45 0.46 0.6 0.47 0.34 0.37 1.1 0.7 0.85 0.88 1
Gd 1.8 1.8 3.2 1.6 1.8 1.8 3.7 2.4 2.6 3 3.6
Tb 0.28 0.28 0.5 0.24 0.29 0.27 0.53 0.36 0.43 0.46 0.54
Dy 1.7 1.6 3 1.4 1.8 1.7 3 2.3 2.6 2.9 3.3
Ho 0.35 0.33 0.62 0.29 0.39 0.38 0.62 0.48 0.55 0.59 0.66
Er 1.1 1.1 2 0.9 1.2 1.2 1.8 1.4 1.6 1.8 1.9
Tm 0.17 0.18 0.31 0.15 0.21 0.19 0.23 0.2 0.23 0.24 0.26
Yb 1.3 1.3 2.2 1.1 1.6 1.4 1.5 1.3 1.4 1.6 1.6
Lu 0.21 0.22 0.36 0.19 0.25 0.23 0.22 0.2 0.2 0.22 0.21
Hf 2.7 2.7 4.1 2.3 2.6 3 1.2 0.63 0.58 0.67 0.89
Ta 0.56 0.67 0.64 0.76 0.66 0.5 0.24 0.19 0.23 0.27 0.38
W 0.3 1 0.32 1.2 0.8 0.8 0.11 0.25 0.27 0.25 0.46
Pb 9.4 8.2 4.4 13.7 5.5 8.1 3.8 5 3.2 11.8 4.9
Th 10.5 16.3 10.1 13.8 13.7 9.8 1.6 1.2 1.1 1.5 2.6
U 2.3 2.7 2.9 4.1 2.2 1.9 0.55 0.28 0.3 0.28 0.87
Ti 1378 899 1199 864 779 1139 5274 6113 6353 6113 5454
P 306 131 262 162 105 192 611 450 450 563 873
K 15 847 25 223 415 19 846 18 087 43 144 1576 7550 3568 3153 1742
(Gd/Yb)n 1.12 1.12 1.18 1.12 0.91 1.04 1.99 1.49 1.50 1.52 1.82
(La/Yb)n 11.58 15.06 6.96 17.27 11.05 10.80 4.81 2.75 2.80 2.87 5.74
Th/Yb 8.08 12.54 4.59 12.12 8.56 7.00 1.07 0.92 0.79 0.94 1.63
Nb/Yb 4.38 4.38 3.32 6.17 4.38 4.14 1.53 1.69 1.50 1.81 2.63
Eu/Eu* 0.71 0.74 0.55 0.80 0.53 0.61 0.92 0.95 1.04 0.96 0.84

1–6 – риолиты и их туфы; 7–11 – базальты. FeO* = 0.9 × Fe2O3 + FeO; ASI = Al/(Ca – 1.67P + Na + K) [9]; MALI = Na2O + K2O–CaO [9]; Eu/Eu* = (Eu)n/[(Sm)n x (Gd)n]0.5.

Рис. 4.

Петро-геохимические характеристики пород даутской свиты. 1 – базальты; 2 – риолиты и их туфы. а – диаграмма SiO2–K2O + Na2O [8]; б – нормированные на cостав примитивной мантии [15] спектры распределения редких и редкоземельных элементов в эффузивах основного и кислого состава даутской свиты; в – диаграмма Rb–Y + Nb для эффузивов кислого состава даутской свиты [14]; г – диаграмма Th/Yb–Nb/Yb для эффузивов основного состава даутской свиты [13].

Новые данные о возрасте и особенностях состава пород даутской свиты убедительно свидетельствуют об их формировании в начале раннего ордовика в надсубдукционной обстановке в пределах энсиалической вулканической островной дуги.

Полученные результаты убедительно свидетельствуют, что с эволюцией Даутской островной дуги не могло быть связано формирование раннекембрийских (около 530 млн лет) высокобарических комплексов Кокчетавского массива. Выделенная раннеордовикская Даутская энсиалическая островная дуга является элементом более молодого латерального ряда структур активной континентальной окраины, который может быть реконструирован в Северном Казахстане. Южнее изученного района – в Степнякской зоне нижнеордовикские (около 480 млн лет) образования представлены субщелочными вулканитами кислого состава (свита тассу), которые перекрыты нижне-среднеордовикскими кремнисто-терригенными толщами (рис. 1а) [3, 7]. На основании анализа изотопных и геохимических данных для пород свиты тассу предполагается внутриплитное происхождение, при этом в процессе магмообразования существенную роль играл ювенильный источник [2, 7]. Появление новых данных о возрасте даутской свиты позволяет реконструировать латеральный ряд раннеордовикской активной окраины в Северном Казахстане, который включает Даутскую энсиалическую островную дугу и расположенную южнее (современные координаты) область тылового растяжения с вулканизмом кислого состава.

Список литературы

  1. Геологическая карта Казахской ССР. Масштаб 1:500 000. Серия Центрально-Казахстанская. Объяснительная записка. Алма-Ата. 1981. 326 с.

  2. Дегтярев К.Е. Тектоническая эволюция раннепалезойских островодужных систем и формирование континентальной коры каледонид Казахстана. М.: ГЕОС, 2012. 289 с.

  3. Дегтярев К.Е., Толмачева Т.Ю., Третьяков А.А. Строение разрезов, обоснование возраста и обстановки формирования нижне-среднеордовикских комплексов Кокчетавского массива и его обрамления (Северный Казахстан) // Геодинамическая эволюция литосферы Центрально-Азиатского подвижного пояса (от океана к континенту): Материалы совещания. Вып. 12. Иркутск: Институт земной коры СО РАН, 2014. С. 97–99.

  4. Розен О.М. Рифей Кокчетавского массива // Известия АН СССР. Сер. геол. 1971. № 7. С. 102–114.

  5. Филатова Л.И. Стратиграфия и историко-геологический анализ метаморфических толщ докембрия Центрального Казахстана. М.: Недра, 1983. 160 с.

  6. Cohen K.M., Finney S.C., Gibbard P.L., Fan J.X. The ICS International Chronostratigraphic Chart // Episodes. 2013 (updated 02. 2022). V. 36. № 3. P. 199–204.

  7. Degtyarev K.E., Tolmacheva T.Y., Tretyakov A.A., Kotov A.B., Shatagin K.N. Cambrian-Lower Ordovician Comp-lexes of the Kokchetav Massif and its Fringing (Northern Kazakhstan): Structure, Age and Tectonic Setting // Geotectonics. 2016. V. 30. № 1. P. 71–142.

  8. Degtyarev K., Yakubchuk A., Tretyakov A., Kotov A., Kovach V. Precambrian Geology of the Kazakh Uplands and Tien Shan: An Overview // Gondwana Res. 2017. № 47. P. 44–75.

  9. Frost B.R., Barnes C.G., Collins W.J., Arculus R.J., Ellis D.J., Frost C.D. A Geochemical Classification for Granitic Rocks // J. Petrol. 2001. V. 42. P. 2033–2048.

  10. Le Bas M.J., Le Maitre R.W., Streckeisen A., Zanettin B. A Chemical Classification of Volcanic Rocks Based on the Total Alkali-silica Diagram // J. Petrol. 1986. V. 27. P. 745–750.

  11. Ludwig K.R. ISOPLOT 3.00. A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2003. № 4. 2455 RidgeRoad, Berkeley. CA 94709. USA. 70 p.

  12. Ludwig K.R. SQUID 1.00, A User’s Manual // Berkeley Geochronology Center Special Publication. 2000. No.2. 2455 Ridge Road, Berkeley. CA 94709, USA. 17 p.

  13. Pearce J.A. Geochemical Fingerprinting of Oceanic Basalts with Applications to Ophiolite Classification and the Search for Archean Oceanic Crust // Lithos. 2008. V. 100. P. 14–48.

  14. Pearce J.A., Harris N.W., Tindle A.G. Trace Element Discrimination Diagrams for the Tectonic Interpretation of Granitic Rocks // Journal of Petrology. 1984. V. 25. P. 956–983.

  15. Sun S.S., McDonough W.F. Chemical and Isotopic Systematic of Oceanic Basalts: Implications for Mantle Composition and Processes / Magmatism in the ocean basins. Eds. A.D. Saunders, M.J. Norry. Spec. Publ. 42. Geol. Soc. London, 1989. P. 313–345.

  16. Whilliams I.S. U-Th-Pb Geochronology by Ion Microprobe // Reviews in Economic Geology. 1998. V. 7. P. 1–35.

Дополнительные материалы отсутствуют.